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EL VIENTO
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=> CAUSAS QUE ORIGINAN EL VIENTO 1
=> LA CONVECCIÓN 2
=> LA FUERZA DE GRADIENTE-DE-PRESIÓN 5
=> LA FUERZA DE CORIOLIS 9
=> LA FUERZA DE FRICCIÓN 13
=> BALANCE DE FUERZAS 13
=> LA LATITUD, EN EL BALANCE-DE-FUERZAS 14
=> LA CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA 17
=> TRANSPORTE DE CALOR, POR CONVECCIÓN 22
=> CICLONES Y ANTICICLONES 29
=> LA CORRIENTE-EN-CHORRO 30
=> VIENTOS LOCALES O DE PEQUEÑA-ESCALA 30
=> BRISA MARINA Y BRISA DE TIERRA 33
=> BRISA DE VALLE Y BRISA DE MONTAÑA 34
=> VIENTO KATABÁTICO Y VIENTO ANABÁTICO 34
=> CIZALLEO DEL VIENTO 34
=> VORTICIDAD 39
=> LA VORTICIDAD Y EL FLUJO DEL VIENTO 39
=> LA VORTICIDAD Y LOS MOVIMIENTOS VERTICALES 40
EL VIENTO
CAUSAS QUE ORIGINAN EL VIENTO
El viento, es el aire en movimiento.
Ahora bien, es evidente que los movimientos del aire, referidos a la
superficie terrestre se llevan a cabo en-la-horizontal, y también en
la-vertical.
Con el objeto de simplificar la explicación, de momento no se tomará
en cuenta la curvatura de la tierra, y consideraremos al movimiento
del aire en referencia a un plano representando la superficie terres-
tre.
Por otro lado, si bien es cierto que además de los movimientos que se
registran en la atmósfera en-la-horizontal virtualmente paralelos a
la superficie terrestre, también es cierto que éstos muestran una
persistencia mucho mayor que las corrientes-ascendentes; por lo que,
para efectos prácticos, en el estudio del viento, lo consideraremos
como "el movimiento del aire en la horizontal", despreciando la com-
ponente en la vertical, por el momento.
No deberá considerarse este hecho como un procedimiento arbitrario;
lo que ocurre es que, los movimientos-verticales del aire tienen una
significación mucho más importante con la convección y otros efectos,
por lo que, mas adelante se le dará el tratamiento adecuado.
Recapitulando: se considera como "viento" a los movimientos del aire
en-la-horizontal.
Habiendo estudiado la manera cómo la atmósfera adquiere su energía,
se podrá comprender con mas facilidad que las diferencias en tempera-
tura y humedad, crean indefectiblemente diferencias en la presión y
en la densidad.
Las diferencias de presión gobiernan un complejo sistema de corrien-
tes de aire en un proceso continuo e interminable que trata de lograr
un equilibrio. En este proceso juega un papel de primer orden la con-
vección.
LA CONVECCIÓN
En el sentido mas amplio el término "CONVECCIÓN" significa: movimien-
to del aire.
Para nuestro estudio consideraremos que el rasgo mas simple del efec-
to de la convección es aquél que resulta de un calentamiento desigual
en las masas de aire por efecto de la manera desigual como se calien-
ta y se enfría la superficie terrestre.
Cuando dos porciones de aire adyacente están calentadas en forma des-
igual, el aire más caliente se expande y se vuelve más ligero, y por
consecuencia menos denso que el aire que lo circunda, siendo este más
fresco.
Ahora bien, si consideramos una burbuja de aire-cálido ubicada en la
superficie terrestre, el aire situado encima de ella, evidentemente
más fresco y por consecuencia más denso, sufrirá los efectos de la
Fuerza-de-Gravedad, por lo que se desplomará hacia la superficie te-
rrestre forzando a la burbuja menos densa a moverse hacia arriba.
Al ser transportada a niveles superiores, llegará el momento en que
la burbuja más-cálida y menos-densa se propague en todas direcciones,
para reemplazar al aire más frío que ha descendido hacia la superfi-
cie cerrándose así el ciclo de la convección.
Este proceso se verifica a una velocidad mucho más rápida que como
ocurre en una mezcla de agua y aceite, donde eventualmente el agua
(más densa) se situará por debajo del aceite (menos denso) ocupando
éste la porción superior correspondiente a la superficie libre-hori-
zontal.
En el estudio del balance calorífico de la tierra, la experiencia nos
demuestra que la convección se dá tanto a-gran-escala como en forma
-local, en una proporción mas pequeña.
Pero también es cierto que ambas juegan su papel para que se esta-
blezcan, desde grandes sistemas de vientos planetarios, en forma de
circulaciones hemisféricas, hasta pequeños torbellinos meramente lo-
cales.
La figura 1 muestra este proceso.
Considerando la convección a "gran-escala" el aire viaja muy grandes
distancias. A menudo, a este transporte horizontal de la convección
se le denomina "advección". Realmente la advección se considera como
"la componente-horizontal" de la convección.
Una vez comprendida la convección estudiaremos las fuerzas que mueven
al aire.
FIGURA 1
CONVECCIÓN
La convección resulta del diferente calentamiento del aire,
producido por el contraste de temperaturas de la superficie
terrestre.
El aire-frío se desploma, forzando al aire-caliente a elevarse
Al flujo horizontal de la celda convectiva, se le denomina
advección.
FIGURA 2
LA Fuerza del GRADIENTE-de-PRESIÓN
La Fuerza-del-Gradiente-de-Presión (flechas negras) está diri-
gida desde las ALTAS hacia las BAJAS presiones.
Es inversamente-proporcional a la distancia entre las isobaras
En (a) el espacio entre las isobaras es grande, por lo que la
Fuerza del Gradiente-de-Presión es pequeña.
Conforme las isobaras estén mas juntas, (b) y (c), la Fuerza-
-del-gradiente-de-presión, aumenta.
El viento (flechas-blancas) es paralelo y proporcional a la
Fuerza del Gradiente-de-presión.
Note que la intensidad del viento se incrementa, conforme la
Fuerza del Gradiente-de-presión se hace mas fuerte.
FUERZA DEL GRADIENTE-de-PRESIÓN
La diferencia de presión que gobierna y conduce en su movimiento ho-
rizontal a la convección, es la fuerza del Gradiente-de-presión.
Recordando que matemáticamente hablando el Gradiente es un vector que
tiene magnitud y dirección, podemos establecer que el Gradiente-de-
-presión, es la disminución de la presión con la distancia.
Su dirección está orientada en el sentido del decrecimiento de la
presión; es decir desde las altas hacia las bajas presiones; además
es perpendicular a las líneas isobaras.
Como ya vimos, un mapa del análisis de superficie, es la representa-
ción del campo de la presión, por medio de las líneas isobaras. En él
es posible representar los sistemas de presión como "altas" (anti-
-ciclones), "bajas" (ciclones), vaguadas, cuñas, etc.
Por otro lado, también es posible determinar en qué regiones del mapa
los Gradientes son fuertes o débiles. Donde las líneas isobaras están
más juntas, ahí se localiza el gradiente mas fuerte y consecuentemen-
te, donde están mas separadas, se localiza el gradiente más débil.
En la Fig. 2 se muestran estos principios; la flecha negra represen-
ta la fuerza del Gradiente-de-Presión y la flecha blanca representa
al viento.
Cuando en un campo de presión se establecen diferencias se genera una
fuerza, la cual obliga al aire a moverse desde donde se ubica la pre-
sión más alta hacia donde se localiza la presión más baja.
En el momento en que se inicia el movimiento, el viento sopla a lo
largo y en la dirección del Gradiente-de-presión desde la alta hacia
la baja presión.
En la figura 2 el viento está representado por la flecha-blanca.
Note que, la magnitud de la intensidad del viento se incrementa en
la misma proporción que lo hace la Fuerza del Gradiente-de-presión.
Se debe tener presente que, si el Gradiente-de-presión fuera la única
fuerza que actuara en el viento, este soplaría simpre perpendicular a
las isobaras.
Debido al desigual calentamiento a que está sujeta la superficie de
la tierra, ocasionado por su curvatura, por la inclinación de su eje
de rotación y por el movimiento de su traslación, se generan zonas de
baja presión atmosférica en las áreas ecuatoriales, y zonas de alta
presión en las áreas polares.
Ahora bien, si la tierra no rotara, se cumpliría también el principio
de que la única fuerza que regiría al viento sería El Gradiente-de-
presión. Analizando este caso particular, con la ayuda de la figura
3 veremos lo que podría ocurrir:
En primer lugar, se establecería una circulación con sólo dos gigan-
tescas celdas convectivas; una para cada hemisferio. Una de ellas
desde el Ecuador hacia el Polo-Norte y la otra desde el Ecuador hacia
el Polo-Sur.
Teniendo en cuenta que el aire-frío es más-denso, sobre cada Polo se
establecería una área de alta presión en superficie, y sobre el Ecua-
dor una área de baja presión también en superficie en función de la
menor densidad del aire-caliente.
Esta alta-presión obligaría al aire a moverse desde los Polos hacia
el Ecuador, deslizándose el viento sobre la superficie terrestre en
línea recta a lo largo de los meridianos hasta su arribo en las inme-
diaciones de las áreas Ecuatoriales. El aire-caliente ubicado en
ellas sería forzado a elevarse hacia niveles superiores de la atmós-
fera, ayudado por su menor-densidad y propagándose hacia los polos en
una circulación de sentido opuesto a lo que está ocurriendo en la su-
perficie terrestre también a lo largo de los meridianos (desde luego)
en niveles altos de la atmósfera. Cerrando esta celda convectiva en
las áreas polares, ésta circulación superior terminaría por descender
sobre los polos.
En este transporte de enormes volúmenes de aire la Fuerza-de-Gravedad
estaría actuando para mantener el aire-frío más-denso, deslizándose
sobre la superficie terrestre en su viaje desde los polos hacia el
Ecuador y finalmente para contribuir en el desplome del aire superior
sobre los polos, donde se cierra el ciclo de las dos gigantescas cel-
das convectivas.
Pero por otro lado, recordando que en Física se demuestra, que por
efecto de la inercia, un cuerpo en movimiento se desplazará en línea
recta a menos que actúe una fuerza que modifique su trayectoria, ocu-
rre el mismo efecto en las grandes masas de aire que están en movi-
miento.
Se vió en párrafos arriba que en efecto, la Fuerza-de-Gravedad actúa
para mantener el movimiento del aire, siguiendo la curvatura de la
tierra.
De manera parecida, se presenta una fuerza más, originada por la
rotación de la tierra, la cual estudiaremos en el tema siguiente. Así
que en efecto, al tener la tierra su movimiento de rotación, de este
movimiento se genera una fuerza más que finalmente actúa sobre la
circulación de las corrientes atmosféricas, deformándolas y dis-
torsionándolas en forma muy importante.
FIGURA 3
LA CIRCULACIÓN DEL VIENTO, SUPUESTA
EN UN GLOBO TERRÁQUEO QUE NÓ TIENE
ROTACIÓN
El intenso calentamiento en el Ecuador, haría que la densidad
del aire fuera menor.
El aire-frío más-denso descendería sobre los Polos, para luego
desplazarse hacia el Ecuador, deslizándose sobre la superficie
terrestre e impulsando hacia niveles superiores al aire-calien
te, menos-denso.
FIGURA 4
LA DESVIACIÓN DEL VIENTO, DEBIDA A
LA Fuerza-de-CORIOLIS
A la izquierda de la figura 4 el viento inicia su movimiento
soplando paralelo a la Fuerza del GRADIENTE-de-PRESIÓN.
Nóte que, la Fuerza del gradiente-de-presión y la Fuerza-des-
viadora-de-Coriolis NÓ ESTÁN BALANCEADAS.
La Fuerza-de-Coriolis desvía al viento hacia la derecha de su
movimiento hasta que llega un momento en que el viento sopla
paralelo a las isobaras.
Note también que en ese momento, las dos fuerzas quedan en un
balance exacto
Esta nueva fuerza es la FUERZA-de-CORIOLIS, descubierta por un Físico
Francés de ese nombre.
LA FUERZA de CORIOLIS
La rotación de la tierra genera una fuerza, que al actuar sobre una
masa que se está moviendo en una trayectoria rectilínea (y en forma
relativa a la superficie terrestre), la modifica, provocando una des-
viación "aparente" hacia la derecha de su movimiento (en el Hemisfe-
rio-Norte) y hacia la izquierda en el hemisferio-SUR.
Esta fuerza ejerce su acción sobre todo cuerpo que se mueva sobre la
superficie terrestre; lo hace lo mismo sobre una aeronave, un misil,
sobre las aves migratorias, sobre una partícula de aire y por supues-
to sobre las grandes masas de aire que se están movimiendo en el seno
de la atmósfera.
Matemáticamente hablando, la Fuerza-de-CORIOLIS, también es un vector
y también está sujeta a las modificaciones que se generan en el valor
de su magnitud y que son ocasionados por la curvatura de la tierra;
de ello se deriva que el valor de la magnitud de la Fuerza-de-CORIO-
LIS en el Ecuador ES CERO, y su mayor valor en los Polos. De aquí se
concluye que la magnitud de dicha fuerza está en función de la LATI-
TUD-terrestre.
Esto quiere decir que, en las latitudes cercanas al Ecuador la Fuerza
-de-CORIOLIS se mostrará DÉBIL. Conforme se avance hacia los Polos
irá incrementando su valor hasta llegar a un máximo sobre los polos.
Finalmente se concluye que la Fuerza-de-Coriolis afecta a la direc-
ción del viento.
Dado que la desviación que provoca esta fueza es opuesta en ambos He-
misferios, (NORTE y SUR) ocasiona por consecuencia que la circulación
alrededor de los sistemas isobáricos también sea opuesta. Es decir,
en los ciclones o sistemas de BAJA-presión del Hemisferio-NORTE la
circulación del viento es en sentido contrario al movimiento de las
manecillas del reloj.
En el Hemisferio-SUR es a favor.
En los Anticiclones o sistemas de ALTA-Presión del Hemisferio-NORTE,
la circulación del viento es en el sentido de movimiento de las mane-
cillas del reloj.
En el Hemisferio-SUR es en contra.
De manera equivalente, ocurre lo mismo en las vaguadas y en las cuñas.
En nuestro estudio continuaremos refiriéndonos siempre a lo que ocu-
rre solamente en el Hemisferio-NORTE.
La Fuerza-de-Coriolis forma un ángulo-recto (90 grados) con la direc-
ción del viento y su magnitud es directamente proporcional a la velo-
cidad del viento; ésto quiere decir que, en tanto la velocidad del
viento aumente, también se incrementará el valor de la Fuerza-de-Co-
Riolis.
A una latitud dada, si el valor de la velocidad del viento se incre-
menta al doble, a su vez, el valor de la Fuerza-de-Coriolis aumentará
también al doble.
Ya se ha visto que la fuerza que gobierna al viento es el Gradiente-
-de-presión. Cuando se establece una diferencia en el campo de pre-
sión el viento inicia su movimiento soplando en línea-recta desde las
altas hacia las bajas-presiones, atravesando las isobaras perpendicu-
larmente. Vea la figura 4.
En el mismo momento en que el aire se pone en movimiento, la Fuerza-
-de-Coriolis también empieza a ejercer su acción, haciéndolo en ángu-
lo-recto a la dirección del viento, provocando una desviación hacia
la derecha de su movimiento, como se muestra en la figura 4.
En tanto el viento prosiga su movimiento la Fuerza-de-Coriolis segui-
rá actuando, desviándolo de tal forma, que llegará un momento en que
el viento sople paralelo a las isobaras. Vea la Fig. 4.
En este momento, se presentará un balance exacto entre la Fuerza del-
Gradiente-de-Presión y la Fuerza-de-Coriolis, de manera tal que el
viento ya nó seguirá experimentando la desviación a la derecha de su
movimiento, por lo que continuará soplando paralelamente a las isoba-
ras.
¿Por qué ocurre esto?
En ningún caso el viento soplará desde las BAJAS hacia las ALTAS pre-
siones.
De tal forma si las únicas fuerzas que están actuando sobre el viento
son la Fuerza-de-Coriolis y la Fuerza-del-Gradiente-de-Presión, el
viento no tendrá otra forma de moverse mas que a lo largo y paralela-
mente a las isobaras.
Sin embargo, la realidad demuestra que en la superficie de la tierra
y en niveles muy próximos a ella el viento no sopla completamente pa-
ralelo a las isobaras. Por el contrario se puede observar que el
viento cruza las isobaras con un ángulo discreto, manteniendo la ten-
dencia de soplar desde las ALTAS hacia las BAJAS presiones.
FIGURA 5
LA FUERZA de FRICCIÓN
El movimiento del aire genera una fricción entre la superficie
terrestre y el aire que está en contacto con ella.
La fricción es una fuerza que está orientada en oposición a la
dirección del viento.
En tanto la velocidad del viento se incrementa, la Fuerza-de-
-fricción (F) aumentará en la misma proporción.
FIGURA 6
BALANCE DE FUERZAS
En (a) la Fuerza del Gradiente-de-Presión (G) y la Fuerza-de-
Coriolis (C) están balanceadas de la misma forma como se mues-
tra en el extremo derecho de la figura 4.
En (b) la Fuerza-de-Fricción ha frenado al viento. Como el
viento ha sido frenado, la Fuerza-de-Coriolis también disminu-
yó, y las fuerzas han perdido su balance.
En (c) al perderse el balance la Fuerza del Gradiente-de-Pre-
sión obliga al viento a modificar su trayectoria, conduciéndo-
lo hacia la presión más baja.
La fuerzas de fricción y de coriolis se ven también forzadas a
"rotar" con el viento.
Finalmente se combinan las fuerzas de fricción y de coriolis
para que, la fuerza-resultante de ellas (flecha a trazos), sea
la encargada de balancear a la Fuerza-de-Gradiente-de-Presión.
En la atmósfera real, estas tres fuerzas actúan simultáneamen-
te y alcanzan un balance antes de que el viento real sople pa-
ralelo a las isobaras.
Este hecho demuestra, que de algún modo la Fuerza del Gradiente-de-
presión debe exceder a la Fuerza-de-Coriolis para gobernar al aire y
conducirlo hacia la presión más baja. Para que este efecto se cumpla,
tiene que intervenir una fuerza mas, que modifique el balance de estas
dos fuerzas, en la superficie terrestre y en los niveles próximos a
ella.
Esta es la Fuerza-De-Fricción
LA FUERZA de FRICCIÓN
La fricción que se presenta entre el aire en movimiento y el terreno,
frena-al-viento en la superficie y en los niveles adyacentes a ella;
generalmente nunca se piensa en la fricción como una "fuerza", pero
ésta se manifiesta real y efectivamente, por lo que debemos tomarla en
cuenta.
Entre más escabroso es el terreno, mayor es el efecto de la Fuerza-de-
Fricción. La fricción será mayor; de lo anterior se concluye que la
fricción siempre actúa en sentido opuesto a la dirección del viento,
como se muestra en la figura 5.
Ahora bien, se estableció que la Fuerza-de-Coriolis es directamente
proporcional a la intensidad del viento; así que, en la medida que la
Fuerza-de-Fricción frene al viento, en esa misma proporción disminuirá
la Fuerza-de-Coriolis.
Por su parte, la Fuerza del Gradiente-de-presión no sufre ninguna al-
teración, ya que la fricción nó tiene ningún efecto sobre ella, de
manera que esta fuerza permanece sin cambio alguno.
De lo anterior se aprecia que la acción de la Fuerza-de-Fricción pro-
voca que se rompa el balance entre la Fuerza-de-Coriolis y la Fuerza
del-Gradiente-de-presión, como se muestra en la figura 6. No obstante
la presencia de esta nueva fuerza, el aire en movimiento mantendrá una
tendencia para encontrar nuevamente un balance.
BALANCE DE FUERZAS
En la figura 6 se puede ver que, en cuanto la Fuerza de Fricción ha
hecho sentir su efecto, la Fuerza de Gradiente-de-presión de una mag-
nitud mayor, obliga al viento a dirigirse hacia la baja presión, for-
mando un "cierto ángulo" con las isobaras.
Pero si el viento cambia de dirección, también lo hacen la Fuerza-de
Coriolis y la Fuerza-de-Fricción efectuándose una rotación simultánea
de todo el sistema, como se muestra en la figura 6, para finalmente
encontrar nuevamente un equilibrio.
Debe recordarse que la Fuerza-de-Coriolis forma un ángulo de 90 gra-
dos con la dirección del viento, y por su parte la Fuerza-de-Fricción
es opuesta a él.
Cuando finalmente se alcanza un nuevo equilibrio, la Fuerza de Gra-
diente-de-presión quedará balanceada por la resultante de la suma-
vectorial de las fuerzas de Coriolis y de Fricción, quedando en un
balance exacto.
LA LATITUD en el BALANCE-de-FUERZAS
En primer término examinemos la ilustración (a) en la figura 7 donde
se están mostrando las fuerzas ubicadas justamente en el Ecuador (por
supuesto, la Latitud será CERO).
Recordemos que la magnitud de la Fuerza-de-Coriolis está en función
de la Latitud, así que, en la Latitud de 0 grados, la magnitud de la
Fuerza-de-Coriolis es CERO; y esta es la razón por lo cual no aparece
en esta representación.
En estas condiciones el viento sopla paralelo al Gradiente-de-presión
y por consecuencia cruzará las isobaras perpendicularmente, así que,
para este caso solamente estarán actuando la Fuerza-de-Fricción y la
Fuerza del Gradiente-de-presión y las dos estarán balanceadas exacta-
mente.
Debido a que los vientos soplan perpendiculares a las isobaras, las
diferencias de presión se igualarán rápidamente.
El estudio sistemático de la atmósfera ha demostrado que en el Ecua-
dor nunca se desarrollan circulaciones intensas del viento. Pero tam-
bién se ha demostrado que en Latitudes cercanas al Ecuador, en donde
la Fuerza-de-Coriolis empieza a manifestar valores apreciables, aún
cuando permanezca con valores pequeños, pueden desarrollarse Gradien-
tes-de-presión extremadamente fuertes en el seno de los Ciclones-tro-
picales; pero también se ha demostrado que los ciclones tropicales en
forma de Tormentas-Tropicales o huracanes NUNCA cruzan el Ecuador.
Comparemos ahora las ilustraciones (b) y (c) de la figura 7.
Note que, la Fuerza-de-Coriolis es menor en la Latitud de 30 grados
(b) y que, en la Latitud de 60 grados, es mayor; (c).
FIGURA 7
EFECTO DE LA LATITUD EN EL VIENTO
Vientos resultantes en las latitudes de 0 grados (Ecuador), 30
grados y 60 grados.
En el ECUADOR la Fuerza-de-Coriolis es CERO.
La Fuerza de Gradiente-de-presión (G) y la Fuerza-de-Fricción
están en balance.
En la Latitud de 30-grados se hace necesario un viento más
fuerte para balancear a la Fuerza-de-Coriolis, que como ocurre
en la Latitud de 60-grados.
Por lo tanto, la Fuerza de Fricción es más grande en la Lati-
tud de 30-grados, que en la Latitud de 60-grados.
Además, el viento cruza las isobaras con un ángulo mayor en la
Latitud de 30-grados, que en la Latitud de 60-grados.
NOTE que: La resultante de las Fuerzas de-Coriolis y de Fricción
balancea exactamente a la Fuerza de Gradiente-de-presión.
FIGURA 8
EFECTO DE LA LATITUD EN EL VIENTO
Para producir un viento con una velocidad dada (digamos 40 NU-
DOS), en la ilustración la Fuerza de Gradiente-de-Presión debe
ser más grande en las Latitudes-Altas que en las Latitudes-Ba-
jas.
Esta ilustración queda en situación opuesta a la condición
mostrada en la figura 7 donde la Fuerza de Gradiente-de-Pre-
sión es constante.
Para que pueda lograrse el balance entre la Fuerza del Gradiente-
de-Presión y la Fuerza-de-Coriolis en la Latitud de 30 grados el
viento deberá tener una intensidad mayor que a la Latitud de 60 gra-
dos, ya que solamente a través del incremento de la magnitud de la
Fuerza-de-Coriolis se podrá establecer dicho balance.
Por otro lado, la Fuerza-de-Fricción y la Fuerza-de-Coriolis se deben
combinar para establecer un balance exacto con la Fuerza del Gradien-
te-de-presión cuando el sistema de fuerzas alcance el equilibrio.
En la Latitud de 30 grados un viento-fuerte establece una Fuerza-de-
Fricción más fuerte; por lo que, cuando la Fuerza-de-Fricción y la
Fuerza-de-Coriolis se combinan para balancear la Fuerza del Gradiente
de-presión, el viento cruzará las isobaras con un ángulo mayor a ésta
Latitud, que el ángulo que se registre a 60 grados de Latitud en con-
diciones de balance equivalentes.
De un análisis mas extenso de la figura 7, se llegará a la conclusión
de que, para producir un viento de una magnitud-fuerte, el Gradiente-
de-presión deberá ser más fuerte a Latitudes mayores que a Latitudes
más bajas, como se muestra en la figura 8.
De los párrafos anteriores finalmente se concluye que la "Fuerza-de-
Fricción" es la que ocasiona que el viento en la superficie sople
formando un ángulo con las isobaras y conduciéndolo hacia las presio-
nes más bajas, en lugar de permitir que sople paralelo a las isobaras
LA CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
En cuanto el aire caliente es forzado a elevarse hacia niveles supe-
riores de la atmósfera en el Ecuador, inicia su migración hacia el
Norte y hacia el Sur en los niveles altos; la Fuerza-de-Coriolis
desvía esta circulación hacia la derecha de su movimiento; es decir,
hacia el Este.
Esta desviación desarrolla una fuerte banda de vientos que soplan
desde el Oeste (Westerlies) aproximadamente a la Latitud de 30 grados
bloqueando temporalmente este mismo flujo del viento que se mueve ha-
cia el Norte, como se muestra en la Fig. 9.
Similarmente, cuando el aire empieza su jornada en niveles bajos des-
de los Polos hacia el Ecuador, también es desviado hacia la derecha
de su movimiento creando a su vez una zona de vientos polares que so-
plan desde el Nor-Este frenando temporalmente su progreso hacia el
SUR aproximadamente en la Latitud de 60 grados, como se muestra en la
figura 9.
El resultado es, que se crea un "atolladero" temporal, el cual inte-
rrumpe y desorganiza el simple y gigantesco transferimiento convecti-
vo, que fue ilustrado anteriormente en la figura 3.
Sin embargo, la atmósfera nó podrá persistir mucho tiempo en ésta in-
estable situación provocada por la presencia de este "atolladero";
por lo que buscará un equilibrio, y tendrá que presentarse un momento
en que llegue a conseguirlo.
En este proceso empiezan a trastocarse enormes masas de aire en las
Latitudes-Medias pugnando por completar el intercambio de energía en-
tre el Ecuador y los Polos.
Grandes masas de aire-frío procedentes de las zonas-polares irrumpen
en las Latitudes-medias atravesando las barreras constituidas por los
"amontonamientos" del aire reseñados, deslizándose sobre la superfi-
cie terrestre y moviéndose hacia el Sur a través de los trópicos.
Se desarrollan grandes-tormentas de Latitudes-medias en violentas
erupciones que transportan grandes cantidades de aire-caliente hacia
el Norte, dando como resultado que en estas Latitudes se establezca
un sistema de tormentas-"migratorias" acompañadas de condiciones me-
teorológicas que cambian continuamente.
En el Hemisferio-Norte se establece una corriente de vientos que se
manifiestan con gran persistencia con una componente del Nor-Este
llamados "vientos alisios" y también en las regiones-polares se esta-
blece a su vez, otra corriente con vientos predominantemente del ESTE
llamados "vientos polares del este" (ocasionalmente alisios-Polares).
La Fig. 10 representa un intento por "promediar" esta caótica circu-
lación que se presenta en el seno de la Circulación-General de la at-
mósfera.
En este modelo puede verse que las tormentas-tropicales se mueven ha-
cia el Oeste en la corriente de los vientos alisios, que tienen una
componente del Nor-ESTE; a su vez, las tormentas-"migratorias" de La-
titudes-medias su mueven hacia el ESTE en la corriente de vientos
predominantes del Oeste. (Westerlies).
Se puede apreciar también que en cualquier estación del año en parti-
cular, alrededor de la mitad de la superficie terrestre queda bajo la
influencia de los vientos alisios. Aproximadamente un tercio se ubica
en el cinturón donde se presentan las Tormentas-"migratorias" de La-
titudes-medias; y finalmente en las regiones-polares se identifica un
sexto de la superficie terrestre. Esta es una zona en la que el aire
se encuentra en relativa calma.
Pero esta Circulación-General sufre variaciones significativas con
las estaciones del año; y por su parte la topografía también juega un
importante papel.
FIGURA 9-A
CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
Debido a la Fuerza-Desviadora de Coriolis los vientos del nor-
te en el Hemisferio-NORTE se convierten en vientos polares del
Nor-ESTE, alrededor de la Latitud de 60-grados-N.
Los vientos que se generan en el Ecuador y que inician su mo-
vimiento hacia los polos en niveles-superiores se vuelven vien-
tos-del-Oeste alrededor de la Latitud de 30-grados-N (también
conocidos como "westerlies")
Este cinturón de vientos del oeste (Westerlies) ocasionan la
acumulación o "amontonamiento" del aire en estas dos Latitudes
(30N y 60N), creando cinturones de alta-presión cuya presencia
y comportamiento se vuelve muy importante.
Al Sur del cinturón sub-tropical de altas-Presiones se locali-
za casi la mitad de la superficie terrestre; al Norte del cin-
turón polar de Altas-Presiones se localiza casi un tercio de
la superficie terrestre.
Y entre estos dos cinturones queda comprendido un sexto de la
superficie terrestre. En esta zona la atmósfera virtualmente
nunca esta en reposo.
FIGURA 9-B
CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
Ya se ha visto que el agua tiene una gran capacidad-calorífica, mayor
que la del suelo. Teniendo en cuenta que se trata de un fluido, el
agua también tiene su propia circulación, y al hacerlo distribuye
calor a profundidades mucho mayores en una proporción mayor de lo que
ocurre en terreno sólido, donde el calor sólo logra penetrar en es-
tratos relativamente reducidos.
Por lo tanto, las dilatadas superficies de agua que ocupan las áreas
oceánicas pueden contener mucho más calor que las continentales y
también tienen la capacidad de absorber -y a su vez transferir- can-
tidades de calor mucho más grandes en un rango de temperatura más pe-
queño, en función de su calor-específico.
De lo anterior resulta que, a lo largo de las estaciones invernales
las superficies-continentales se vuelven regiones-frías con sistemas
de Alta-Presión y a su vez las superficies-oceánicas se vuelven áreas
-calientes con sistemas de Baja-Presión.
En las estaciones-de-verano ocurre lo contrario; las superficies-ma-
rítimas son más-frescas, con sistemas de Alta-Presión, y el terreno
mucho-más-caliente se asocia con sistemas de Baja-Presión.
Las figuras 11 y 12 muestran la distribución de la presión en todo el
el mundo en los meses de Enero y Julio. En estas figuras se aprecia
que los continentes tienden a ser áreas con sistemas de Alta-Presión
en el invierno, y por su parte las oceánicas tienden a ser áreas
con sistemas de Alta-Presión en el verano.
¿Por qué se utiliza el término "tienden a ser"?
Recordando que la acción de la Fuerza-de-CORIOLIS propicia que el
aire sufra un "amontonamiento" alrededor de las Latitudes de 30-gra-
dos (NORTE y SUR) y también a las Latitudes de 70 grados NORTE y SUR.
A dichas Latitudes estos acumulamientos-relativos del aire establecen
cinturones de ALTA PRESIÓN alrededor del Globo Terráqueo, que se pue-
den identificar plenamente en las figuras 11 y 12 ya reseñadas.
Se mencionó en párrafos anteriores que en cualquier estación dada, un
tercio de la superficie terrestre se ubica en el cinturón de los
vientos del Oeste (Westerlies) donde se presentan las Tormentas-mi-
gratorias. También se apuntó que los cinturones-subtropicales de Alta
-presión cambian con las estaciones y se trasladan (en el Hemisferio-
-NORTE) hacia una región en las inmediaciones de la Latitud de 12
grados, y (en el Hemisferio-SUR) alrededor de los 4 a 5 grados de La-
titud.
Estos cambios también provocan una modificación en el cinturón de las
Tormentas-Migratorias. Esta situación propicia que casi la mitad de
la superficie terrestre quede sujeta a los efectos de estas tormentas
-"migratorias" de Latitudes-Medias, por lo menos una parte del año.
Por otro lado, se hace dificil discernir cómo se presentan los efec-
tos ocasionados por el vapor-de-agua.
El vapor-de-agua es menos denso que el aire-SECO. En consecuencia, el
aire-HÚMEDO es MENOS DENSO que el aire-SECO; este efecto se muestra
en la figura 13.
Es evidente que cuando las diferencias de temperatura son grandes,
las diferencias en la humedad se "disfrazan" y sólo nos muestran un
significación muy pequeña. Sin embargo, cuando se examinan masas ad-
yacentes de aire-SECO y de aire-HÚMEDO que muestran temperaturas mas
o menos iguales, son las diferencias ocasionadas por la presencia de
la humedad las que propician cambios en la presión que pueden ser su-
ficientes para establecer la convección.
TRANSPORTE DE CALOR POR CONVECCIÓN
Partiendo del principio de que el aire contiene calor, la Convección
a gran escala transporta el calor con los movimientos del aire.
Este transporte a gran escala, tiende a igualar las temperaturas de
las regiones ecuatoriales y polares; si el calor absorbido por el
aire en las regiones ecuatoriales no fuera transportado hacia los
polos, las temperaturas en los trópicos se volverían tan calientes
que la región sería inhabitable para el género humano; mientras que
en las Latitudes-Altas las temperaturas se volverían invariablemente
frías; la vida (como la conocemos) existiría solamente a lo largo de
bandas estrechas en las Latitudes Templadas de los Hemisferios Norte
y Sur.
Ha sido apuntado anteriormente que para perpetuar en promedio un cli-
ma relativamente-constante a través de la superficie terrestre (un
balance calorífico), fue necesario que la radiación-entrante absorbi-
da por la tierra debe ser igual a la radiación terrestre-saliente.
Esto debe cumplirse por completo cuando consideramos los valores
totales sobre la tierra, considerada como una unidad. Debe quedar
claro que esto no es aplicable a una área de la tierra en particular.
Ya que el calor es transportado por convección desde las regiones-
ecuatoriales hacia los polos, en las Latitudes-altas se presenta un
excedente de calor el cual solamente debería estar presente por efec-
to de la radiación solar-entrante; similarmente en los trópicos el
calor es transportado hacia Latitudes-Altas de lo que resulta que se
presenta un déficit de calor disponible para ser radiado hacia el
espacio exterior, comparado con la radiación recibida desde el Sol.
FIGURA 10
LA CIRCULACIÓN GENERAL DE LA ATMÓSFERA
EN EL Hemisferio-NORTE
Frecuentemente enormes masas de aire irrumpen desde el Norte y
destruyen el Cinturón-Polar de Altas-presiones forzando a los
vientos polares a soplar hacia el sur, a través de las Latitu-
des-Medias, avanzando hacia las regiones-tropicales. A su vez,
estas condiciones fuerzan a que el aire-caliente se traslade
hacia los polos en una circunstancia correspondiente. Compáre-
se esta figura con la 4.
Esta ilustración es un "ensayo" para intentar "promediar" la
Circulación General, resultante del desigual calentamiento de
la superficie terrestre y de la influencia de la Fuerza-de-Co-
riolis.
A lo largo de cualquier estación dada, alrededor de la mitad
de la superficie terrestre queda bajo la zona de los vientos
Alisios (vientos del Nor-Este) en el Hemisferio-Norte, y del
Sur-ESTE en el Hemisferio-SUR.
Alrededor de un sexto, en las regiones polares de "calma-rela-
tiva" y alrededor de un tercio en la región de los vientos
prevalecientes del Oeste (Westerlies), donde imperan las Tor-
mentas-migratorias. (En las Latitudes-Templadas).
FIGURA 11
DISTRIBUCIÓN DE LA Presión-MEDIA
EN EL MES DE ENERO
Invierno en el Hemisferio-NORTE
Verano en el Hemisferio-SUR
=========================================================
En el Hemisferio-NORTE (en su respectivo Invierno) las áreas
continentales-frías, son predominantemente áreas de Alta-pre-
sión, en tanto que las áreas oceánicas relativamente mas ca-
lientes tienden a ser áreas de BAJA-presión.
En el Hemisferio-SUR (en su respectivo verano), las áreas con-
tinentales-calientes tienden a ser zonas de baja-presión y las
oceánicas relativamente más frescas, de ALTA-presión.
Con claridad se hacen evidentes los cinturones sub-tropicales
de Alta-presión, aproximadamente en las Latitudes de 30-grados
-NORTE y 30-grados-SUR.
FIGURA 12
DISTRIBUCIÓN de la Presión-MEDIA
en el MES DE JULIO
Verano en el Hemisferio-NORTE
Invierno en el Hemisferio-SUR
En este mes, el modelo de la Fig. 4-11 está en una situación
contraria a la del mes de Enero, en forma importante.
En el Hemisferio-NORTE (en su respectivo Verano) las áreas con-
tinentales más-calientes tienden a tener áreas de BAJA-presión
y las áreas oceánicas más-frescas, tienden a ser áreas de ALTA
-presión.
En el Hemisferio-SUR (en su respectivo Invierno) son perfecta-
mente notables las áreas de Alta-presión, en su correspondien-
te cinturón.
FIGURA 13
PESO Y DENSIDAD
DE Aire-SECO y Aire-HÚMEDO
El aire-SECO es mas denso que el vapor-de-agua.
Por lo tanto, a las mismas temperaturas, el aire-SECO es más
pesado que el aire-HÚMEDO.
La diferencia de densidades puede ser lo suficientemente gran-
de para causar la convección.
FIGURA 14
TRANSPORTE "NETO" DE CALOR
La convección transporta calor desde las regiones-tropicales
hacia las Latitudes-Altas. Por lo tanto, las regiones-tropica-
les disponen de menos cantidad de calor para re-irradiar, com-
parado con el que reciben desde el Sol.
Las Latitudes-ALTAS tienen más cantidad para re-irradiar que
la que reciben.
En las regiones-polares, la re-irradiación-terrestre excede a
la insolación.
En Latitudes-BAJAS la insolación excede a la re-irradiación-
terrestre.
La diferencia es el transporte neto de calor, por convección.
FIGURA 15
VIENTO GEOSTRÓFICO
El viento sopla alrededor de las áreas de Alta y de Baja-pre-
sión, (anticiclón y ciclón), paralelamente a las isobaras, por
encima de la "capa-de-fricción".
Las flechas representan a los vientos, y las líneas continuas
a las isobaras.
Compárese con la figura 6.
En niveles superiores adonde no actúa el efecto de la fricción
del viento con la superficie terrestre, y donde las isobaras
son "rectas", al viento que fluye paralelo a ellas, se le de-
nomina como Viento-Geostrófico.
En las regiones ecuatoriales la insolación-absorbida excede a la per-
dida por radiación terrestre. En las Latitudes Altas la pérdida de
radiación terrestre excede a la ganancia de la insolación recibida.
La figura 14 ilustra estas diferencias.
De lo anterior se deduce que, la diferencia NETA en los trópicos debe
ser igual a la diferencia NETA de Latitudes ALTAS. Concluyéndose que
estas diferencias pueden representar el transporte NETO de calor por
convección.
CICLONES Y ANTICICLONES
Por efecto de la Fuerza-de-Coriolis en el Hemisferio-NORTE el aire
sopla en el sentido del movimiento de las manecillas del reloj alre-
dedor de un Anticiclón (área de ALTA-presión) y en el sentido contra-
rio un un sistema Ciclónico (área de BAJA-presión).
La figura 15 ilustra el flujo del aire alrededor de una ALTA-presión
y alrededor de una BAJA-Presión.
La ley de Buys-Ballot nos dice que: situándose una persona de espal-
das al flujo del viento, las áreas de BAJA-presión quedan ubicadas a
su izquierda, y las de ALTA-presión a su derecha; en esta ilustración
se ha despreciado el efecto de la fricción.
La fricción se manifiesta con un valor mayor cerca de la superficie
terrestre y ejerce su acción en el frenado del viento; Por encima de
los 1,500 a 2,000 FT su efecto es despreciable para la mayoría de los
efectos prácticos.
Por lo que, el aire fluye paralelo a las isobaras alrededor del nivel
de 2,000 FT y desde éste nivel hacia arriba; las figuras 15 y 16 ilus
tran el flujo del aire alrededor de áreas de ALTA y BAJA-presión, en
un nivel superior a la capa de fricción y en la superficie terrestre
respectivamente. Compárense estas ilustraciones con la figura 6 donde
se ha despreciado la fricción y con la figura 7 que ilustra el efecto
de la fricción.
La fricción también varía con el terreno. Se incrementa su valor so-
bre la superficie terrestre conforme la rugosidad del terreno se hace
más abrupta; de este modo, el viento cruzará las isobaras con ángulos
muy pequeños sobre las superficies acuosas. Este ángulo es mayor so-
bre la superficie terrestre y se incrementa, como ya se dijo, con la
rugosidad de la orografía.
En las regiones montañosas a menudo se tiene dificultad para relacio-
nar el viento con el Gradiente-de-Presión, a menos que se tenga un
buen conocimiento de las peculiaridades de la región concerniente.
LA CORRIENTE-en-CHORRO
En los niveles bajos de la atmósfera, normalmente la intensidad del
viento aumenta con la altura con una última manifestación de este in-
cremento en una corriente en chorro justamente debajo de la tropopau-
sa, localizándose en los vientos predominantes del Oeste (Westerlies)
en ambos hemisferios.
Estas corrientes se constituyen en parte integrante de la Circulación
General de la Atmósfera; sin embargo existen razones específicas para
que aún no haya sido entendida su conformación, completamente.
La Corriente-en-Chorro es una especie de "río angosto" presentando
velocidades del viento muy fuertes, y que se mueve alrededor de la
tierra presentando rasgos característicos en forma de ondas. Embebido
en este "río", el flujo superior normal del viento a menudo se mues-
tra en varios segmentos discontinuos.
Como una regla se consideran las velocidades del viento asociadas con
la corriente en chorro dentro de un rango que va desde los 100 a los
150 nudos, y en casos raros hasta de 200 a 250 nudos.
Una Corriente-en-Chorro bien desarrollada normalmente tiene variacio-
nes en su longitud del orden de 1,000 a 3,000 millas; de 100 a 400 de
ancho y de 3,000 a 7,000 FT de espesor.
VIENTOS LOCALES O DE PEQUEÑA-ESCALA
Las montañas, los valles y las superficies acuosas afectan los siste-
mas de vientos de pequeña-escala superimpuestos en las circulaciones
de gran-escala; estos sistemas de vientos "locales" pueden ejercer su
influencia en las condiciones meteorológicas en una localidad en
particular.
Un sistema de "viento local" puede ser un sistema de dimensiones pe-
queñas que afecte solamente un aeropuerto, pero también puede hacer
sentir sus efectos en una área de varios cientos de kilómetros cua-
drados; no obstante, en ningún caso llegan a contener en su seno sis-
temas de baja-presión como las grandes Tormentas-"Migratorias" men-
mencionadas en párrafos anteriores.
FIGURA 16
LA Fuerza-de-FRICCIÓN CAUSA QUE EL VIENTO
CRUCE LAS ISOBARAS CON UN CIERTO ÁNGULO,
DESDE la ALTA hacia la BAJA presión
El viento sopla alrededor de los anticiclones y ciclones sobre
la superficie-terrestre y la fricción causa que el viento cru-
ce las isobaras tendiendo a "entrar" en las áreas de Baja-Pre-
sión, y a "salir" de las áreas de Alta-presión.
Compárese con las figuras 7 y 15.
FIGURA 17
BRISA - MARINA
La Brisa-Marina es uno de los ejemplos más claros de los efec-
tos de la convección, en términos de los cambios-diarios de la
temperatura.
La diferente capacidad-calorífica del agua del mar y del te-
rreno costero ocasionan el fuerte calentamiento del terreno
provocando el desarrollo de corrientes-ascendentes y una baja-
presión en superficie; por su lado, las aguas costeras no se
calientan tanto como el terreno costero. De lo anterior da por
resultado que las diferencias de temperatura propicien el de-
sarrollo de un gradiente-de-presión orientado desde-el-mar ha-
cia-la-costa iniciándose el movimiento del aire en calidad de
Brisa-Marina en los niveles-bajos. Aproximadamente a unos 6,000
FT, se desarrolla el "Flujo-de-Retorno", desde-los-terrenos-
-costeros hacia-el-mar, y cerrando la celda convectiva a su
vez se desarrollan corrientes-descendentes sobre el mar, dando
lugar a una relativa alta-presión.
Note que, en el caso de la brisa-marina la diferencia de pre-
siones produce un flujo más intenso, que como ocurre con la
brisa-de-tierra; se hace necesario comparar las isobaras que
se desarrollan en la brisa-marina, con las isobaras asociadas
con la brisa-de-tierra en la Fig. 18.
BRISA MARINA Y BRISA de-TIERRA
Como ya se dijo, las superficies terrestres se calientan y se enfrían
más rápidamente que las acuosas; además, la superficie terrestre se
caldea más que la superficie del mar a lo largo del día. El viento
sopla desde el agua más fresca hacia el terreno más cálido; a la cir-
culación que se establece en estas condiciones se le denomina: Brisa-
-Marina ya que en efecto, sopla desde el mar hacia el terreno costero
Por la noche, se produce una circulación contraria dando lugar al
establecimiento de un flujo desde el terreno más fresco hacia el agua
más cálida, creándose así la Brisa-Terrestre, a su vez demominada así
porque sopla desde el terreno hacia el mar. Las figuras 17 y 18 mues-
tran las brisas "de mar" y "de tierra".
BRISA de-MONTAÑA Y BRISA de-VALLE
A lo largo del día, las pendientes de las montañas se vuelven más ca-
lientes, calentando a su vez la capa de aire que se encuentra en in-
mediato contacto con ellas; estas capas de aire adquieren una tempe-
ratura más alta que el aire que se encuentra a la misma altitud y que
se encuentra alejado en cierta medida de la pendiente de la montaña.
Las diferencias-de-densidad que resultan de este fenómeno, crean una
corriente convectiva en la cual, el aire que se encuentra sobre el
valle y que en un momento dado es más denso, se precipita hacia abajo
forzando al aire cálido a deslizarse hacia arriba a lo largo de la
pendiente de la montaña y al cual se le denomina: "brisa de valle"
llamado así porque la circulación se origina, desde el valle hacia la
montaña.
Por la noche ocurre un efecto contrario, una capa de aire que está en
inmediato contacto con la pendiente, se vuelve fresca más rápidamente
que el aire que está ubicado sobre el valle. Este aire más fresco
fluye hacia abajo a lo largo de la pendiente como una "brisa-de-mon-
taña" soplando desde la montaña hacia el valle. Este viento a menudo
continúa su flujo a lo largo de las pendientes más suaves que pueden
estar localizadas en valles o cañones. En tales casos recibe el nom-
bre de "viento-de-drenaje". Estos vientos se pueden convertir en cir-
culaciones muy fuertes sobre algún tipo de terreno cuando las condi-
ciones atmosféricas son favorables. En casos extremos pueden volverse
peligrosos cuando fluyen a través de cañones estrechos ya que, depen-
diendo de sus características topogróficas, es fácil que se desarro-
llen condiciones muy parecidas al "efecto venturi", produciendo vien-
tos muy fuertes. Este tipo de condiciones son clásicas en el istmo de
tehuantepec, en la región conocida como "la ventosa".
FIGURA 18
BRISA DE TIERRA
La Brisa-de-tierra es el fenómeno "nocturno" de carácter opues-
to a la Brisa-Marina.
Recibe el nombre de Brisa-de-Tierra porque sopla desde-el-te-
rreno-costero hacia-el-mar. Generalmente los vientos son más
ligeros que en la Brisa-marina. Por otro lado, obsérvese que
el flujo-de-retorno se presenta a unos 2,000 Ft, de lo cual se
concluye que la Brisa-de-tierra es menos intensa que la Brisa-
Marina.
FIGURA 19
VIENTO FÖEHN
El aire que asciende por el lado de Barlovento de una montaña
se enfría y pierde su humedad. En su descenso por el lado de
sotavento se vuelve seco y se calienta.
En "A", las nubes se forman en el lado de barlovento de la mon-
taña.
En "B", para este aire húmedo, el Punto-de-Rocío es de 6ºC.
En "C" la precipitación abandona la nube, y cae al suelo.
En "D", hay menor cantidad de humedad, debido a que el aire la
ha perdido a través de la precipitación en el lado de barlo-
vento.
Finalmente, sobre el lado de sotavento el aire se vuelve seco
y caliente.
Note que, a una misma elevación en el lado de barlovento sobre
la base de la montaña la temperatura tiene un valor de 12ºC;
no obstante, a esa misma elevación por el lado de sotavento el
aire tiene un valor de temperatura mayor, de 15ºC.
FIGURA 20
EL CIZALLEO DEL VIENTO
Cuando el viento sopla con corrientes de direcciones-contrarias
se produce un "efecto-de-fricción" entre ellas. A esta zona de
fricción se le denomina "zona de cizalleo" y es una área donde
se desarrollan torbellinos-turbulentos de pequeña escala.
El cizalleo puede presentarse en la vertical, en la horizontal,
o en una dirección cualquiera, en la zona comprendida entre dos
estratos o capas de aire, en los cuales el viento se mueve en
cualquier dirección.
FIGURA 21
LA VORTICIDAD EN LOS CICLONES
Y ANTICICLONES
El flujo anticiclónico posee Vorticidad-Negativa e induce mo-
vimientos-verticales del aire hacia abajo. (ALTA-presión en
superficie.
El flujo ciclónico posee Vorticidad-Positiva e induce movimien-
tos-Verticales del aire hacia arriba. (BAJA-presión en superfi-
cie.
Un proceso similar ocurre entre dos capas de aire que se están mo-
viendo con velocidades diferentes. Por lo tanto, considerándolo como
un fluido, una porción de aire no se moverá a lo largo y por encima
de otra, como si lo estuviera haciendo sobre una superficie plana,
sino que la fricción resultante, creará una zona en donde el aire se
mezcla formando torbellinos entre ambas porciones. A la región donde
se presenta este efecto, se le denomina "zona-de-cizalleo".
La figura 4-20 muestra dos estratos adyacentes de aire, moviéndose
con velocidades diferentes, con su correspondiente "zona-de-cizalleo"
Debe quedar entendido que, el cizalleo se puede presentar tanto en la
horizontal como en la vertical.
VORTICIDAD
En un curso de Meteorología básica no es frecuente que se incluya el
concepto de "vorticidad". Para nuestro caso, establezcamos una defi-
nición:
La vorticidad es simplemente, un giro que se presenta en el seno de
la atmósfera; una especie de "torcimiento" que tiende a crear vórti-
ces o movimientos rotatorios.
LA VORTICIDAD Y EL FLUJO-del-VIENTO
La vorticidad es una propiedad inherente a cada partícula de aire.
Puede ser positiva, cero o negativa. La manera más fácil de reconocer
un "modelo" de vorticidad se presenta en el seno de un flujo-circular
En la figura 21 se ha desarrollado un modelo simple, en el cual la
Vorticidad-Positiva ubicada en un vórtice-ciclónico, o que tiene cir-
culación en contra del sentido de las manecillas del reloj, y negati-
va a favor, como ocurre en un vórtice-anticiclónico.
Un cizalleo-del-viento, también posee vorticidad.
Como se muestra en la figura 22, la representación trata de describir
un "engrane" localizado a la izquierda de un viento máximo, que ad-
quiere un giro en sentido contrario a las manecillas del reloj, en
tanto el aire se transporta desde el punto X hasta el punto X', oca-
sionado por el viento más fuerte que se encuentra en el máximo del
núcleo. En esta zona, el aire adquiere Vorticidad-Positiva.
Haciendo un análisis similar, otro engrane ubicado a la derecha del
máximo de velocidad rota en favor de las manecillas del reloj, o di-
cho de otro modo, anticiclónicamente. En este lado de la corriente se
tiene Vorticidad-Negativa.
Un flujo ondulado que podemos visualizar en una vaguada o en una cuña
como se ilustra en la figura 23, también posee vorticidad. Un flujo
-ciclónico significa Vorticidad-Positiva, y un flujo anticiclónico
significa Vorticidad-Negativa.
LA VORTICIDAD y LOS MOVIMIENTOS-VERTICALES
Una vorticidad que está en aumento induce un movimiento hacia-arriba
y similarmente una vorticidad decreciente, induce un movimiento hacia
abajo. Lo contrario también se cumple cuando los movimientos-vertica-
les-ascendentes del aire generan Vorticidad-Positiva, y los descen-
dentes la hacen Vorticidad-Negativa.
De este modo, cuando una superficie que ha sido calentada, genera
convección, sus corrientes ascendentes generan vorticidad.
Las circulaciones que se deslizan a lo largo de las pendientes de un
promontorio, o un flujo "orográfico" también incrementan la vortici-
dad debido a los movimientos forzados corriente-arriba o corriente-
-abajo.
Las corrientes ascendentes que se presentan en las nubes de tipo cu-
muliforme y en las tormentas, también registran una vorticidad que se
incrementa con gran rapidez.
Sin embargo, la presencia de este tipo de fenómenos, debido a que se
presentan a muy pequeña escala, no son fáciles de identificar en los
mapas meteorológicos ya que estos han sido ideados para manejar áreas
topográficas a gran escala.
Por el lado contrario, los vientos que se deslizan a lo largo de la
pendiente de un promontorio, y el flujo "orográfico", pueden abarcar
una extensa área, a menudo lo suficientemente grande para que su pre-
sencia y sus efectos aparezcan con claridad, de tal manera que con-
tribuyen en el proceso del análisis a gran escala y en las cartas-
pronóstico.
Note que, el movimiento vertical asociado con los flujos ciclónicos
o anticiclónicos, están indicados en la figura 21.
FIGURA 22
LA VORTICIDAD Y EL CIZALLEO-del-VIENTO
El cizalleo-del-viento contribuye con la vorticidad.
Note que el viento máximo en el centro de la figura, disminuye
gradualmente su intensidad, en ambos lados, creando cizalleo.
El engrane ubicado a la izquierda del viento-máximo (en la por
ción superior) rotará ciclónicamente debido a la diferencia de
las velocidades del viento.
Este es un cizalleo ciclónico, con vorticidad positiva.
A la derecha del viento-máximo (en la porción inferior) el en-
grane rota anticiclónicamente.
Este es un cizalleo anticilónico con vorticidad negativa.
De esto se infiere que, un viento-máximo (una Corriente en Cho
rro) presenta cizalleo anticilónico con vorticidad negativa a
la derecha de su movimiento, y cizalleo ciclónico con vortici-
dad positiva, a la izquierda de su movimiento.
FIGURA 23
LA VORTICIDAD EN VAGUADAS Y CUÑAS
La curvatura que presenta un flujo de aire, contribuye con la
Vorticidad.
Una Vaguada contiene vorticidad positiva
Una Cuña, contiene vorticidad negativa.
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